ARTÍCULO 1:INTRODUCIÓN A LA METEOROLOGÍA

 

Que mejor forma de comenzar nuestros artículos que con una introducción a la Meteorología, es decir, conceptos como presión, temperatura, etc, y la evolución de la Meteorología desde el pasado hasta nuestros días.

La atmósfera es la capa gaseosa que envuelve a la Tierra; está formada por una mezcla de gases. Contiene además vapor de agua en cantidad variable e indicios de otros gases nobles e impurezas.

A pesar de ser insignificante la cantidad de ozono existente en la atmósfera juega un importante papel en el clima; lo mismo sucede con el vapor de agua.

En el caso de la presión atmosférica, que es el que nos interesa, toda la masa de aire por encima de nuestras cabezas, ejerce una presión sobre nosotros. Esa presión fue medida por vez primera en 1.643 por Torricelli, discípulo de Galileo.

 

Instrumentos para la medida de la presión atmosférica:

La presión normal o estándar se toma = 760 mm de Hg pero sabemos que este valor varía de un lugar a otro y en el transcurso del tiempo para un mismo lugar. Estas variaciones de la presión constituyen uno de los elementos más importante en el estudio de la meteorología.

Para medir las variaciones de presión usamos los barómetros que fundamentalmente son de dos tipos.

· De mercurio

· Metálicos o aneroides

Paso por alto los populares barómetros domésticos digitales cuya poca precisión no los hace muy fiables en cuanto a los resultados obtenidos.

Del primer tipo tenemos:

¨ De cubeta de mercurio, como el de Torricelli.

¨ De sifón, con el tubo doblado en forma de “U”. La altura de presión es la suma de las alturas en los dos ramales del tubo.

¨ De Fortin. Llevan el fondo de la cubeta de mercurio, móvil, permitiendo el enrasamiento mediante un tornillo de precisión.

 

Del segundo tipo:

Todos ellos están basados en las deformaciones que experimenta una cápsula metálica de paredes delgadas y elásticas, en cuyo interior se ha hecho el vacío. Mediante un sistema mecánico pueden amplificarse las variaciones de presión.

Correcciones en la medida de la presión atmosférica:

Al realizar la lectura de un barómetro de Hg, la diferencia de nivel no es exactamente el valor de la presión atmosférica. Por ello, la lectura debe ser corregida.

a) Por temperatura.

Los cuerpos se dilatan al calentarse. Se supone que la medida de la presión la realizamos a 0º C= 273º K. Como, en general, esta no es la temperatura ambiente debemos recurrir a unas tablas que nos ofrezcan la pertinente corrección.

b) Por capilaridad Aunque las secciones de los barómetros suelen ser lo suficientemente anchas como para no dar lugar a los fenómenos de capilaridad, en medidas de precisión debemos tenerlas en cuenta. Cada aparato lleva su constante que constituye la corrección instrumental del aparato.

c) Por la gravedad La presión normal se define para un lugar en que el valor de la gravedad es el normal (45º de latitud y a nivel del mar). La corrección correspondiente es muy pequeña y su valor puede determinarse por tablas.

d) Por la tensión superficial Las superficies líquidas se comportan como membranas elásticas tensas, debido a la atracción que experimentan las moléculas superficiales por parte del resto de las moléculas del líquido.

La tensión superficial provoca la formación de meniscos, esto es, la superficie libre del líquido en el interior de un tubo de vidrio no es horizontal sino que forma una concavidad o una convexidad según si el líquido “moja” o no al tubo de cristal.

 

Variación de la presión atmosférica con la altura:

La lectura de la altura barométrica nos indica el valor de la presión ejercida por la masa de aire que en ese momento tenemos sobre nuestras cabezas, por tanto, si aumentamos nuestra altitud, por ejemplo, subiendo a lo alto de una montaña, la lectura barométrica bajará porque ahora tenemos “menos masa de aire” encima de nosotros. En otras palabras, en ausencia de otras causas, la presión atmosférica disminuye gradualmente conforme vamos ascendiendo. Aproximadamente, la presión disminuye en 1 mm de Hg por cada 10 metros de ascenso, para alturas pequeñas. Sin embargo esta variación no puede ser proporcional ni constante, ya que el aire es un fluido compresible y por tanto, su densidad NO es constante, disminuye conforme aumentamos la altura. Esto nos obliga a realizar cálculos más detallados para estudiar su variación.

 

Cambios de estado:

La materia, sabemos, puede presentarse en los estados; sólido, líquido y gaseoso.

Nuestro planeta, por su composición, por su adecuada distancia al Sol y por otros motivos menores pero no menos importantes, como su período de rotación y el ángulo de inclinación de su eje sobre el plano de la eclíptica permiten la existencia de agua en los tres estados, lo cual es un factor extraordinariamente importante para el desarrollo de la vida.

 

El vapor de agua en la atmósfera :

La presencia de agua en la superficie terrestre; mares, océanos, lagos hace que, debido al fenómeno de la evaporación, la atmósfera contenga una gran cantidad de agua en forma de vapor. A la existencia de este vapor se deben fenómenos atmosféricos de suma importancia, tales como las nubes, nieblas, lluvias,rocío, etc.

Debemos considerar el vapor de agua como un soluto disuelto en un disolvente; el aire. La cantidad de vapor de agua disuelto en aire dependerá de variables como la temperatura y la presión y por supuesto, de la energía radiante del sol y la presencia de masas de agua importantes en las cercanías.

El aire caliente puede contener más vapor de agua que la misma masa de aire frío, al igual como la leche caliente admite más cantidad de azúcar disuelta que la leche fría. Por esa razón al tomarnos un refresco en una terraza en verano, el vaso se llene de gotitas de agua por la parte exterior. El motivo es queel aire alrededor del refresco se enfría y al enfriarse, el exceso de vapor de agua que ahora no puede disolverse deposita sobre el vaso. Esa es la causa también del empañado de los cristales de las ventanas en invierno, de la formación de nieblas y rocío y del chorro de vapor que sale por boca y nariz en los días fríos de invierno.

Por otra parte, sabemos que un gas al comprimirlo se calienta y consecuentemente al expandirlo se enfría. También sabemos que el aire caliente es más ligero que el aire frío. Cuando, bajo el efecto de la irradiación solar, se calienta el aire en contacto con el suelo o el mar, éste asciende. Al ascender la presión exterior disminuye y consecuentemente el aire se expande y enfría, al enfriarse el vapor de agua que lleva disuelto se condensa, formándose las nubes.

El vapor de agua es el único cuerpo cuya proporción varía considerablemente en las partes bajas de la atmósfera. El aire ecuatorial contiene, por término medio, hasta un 2,6% de vapor de agua, mientras que en las regiones polares dicha proporción se hace diez veces menor. La cantidad de vapor de agua disminuye rápidamente con la altura y en la estratosfera falta casi por completo. Cuando la temperatura de una masa de aire desciende por debajo de la correspondiente a la presión parcial del vapor de agua que contiene, sobreviene la condensación y entonces se forman las nubes (niebla cuando el fenómeno sucede a nivel del suelo) que no son otra cosa de gotitas de agua o pequeños cristales de hielo. Cuando las gotas crecen suficientemente, sobreviene la lluvia.

Para medir la humedad relativa se usa el psicrómetro de August que consiste en dos termómetros idénticos, colocados uno al lado del otro. Uno de ellos tiene su depósito al descubierto (termómetro seco) mientras el otro lo tiene rodeado de una mecha de algodón empapado en agua (termómetro húmedo). La evaporación hace descender la temperatura marcada por éste último. De la lectura de ambos termómetros y mediante una tabla de doble entrada se obtiene la humedad relativa. Lo que ocurre es que el termómetro húmedo, al producirse la evaporación sobre su depósito, se enfría tanto más cuanto más seco esté el aire, de donde puede determinarse la humedad relativa del aire que provoca esa disminución en la temperaturadel termómetro seco.

Otra forma para medir la humedad del aire es aprovechando la propiedad que tienen los cabellos humanos de absorber la humedad del aire, aumentando su longitud. Manteniendo fijo el extremo de un cabello desengrasado y el otro unido a un contrapeso que mueve una aguja sobre un limbo empíricamente graduado.

 

Aceleración de Coriolis:

Tomemos un disco de vinilo, lo colocamos sobre un plato giradiscos y lo ponemos en funcionamiento.

Mientras está girando, con una tiza intentamos dibujar una línea recta partiendo del centro y avanzando hacia el borde. Comprobamos que la línea dibujada no es una recta sino una curva. Es como si una “misteriosa” fuerza hubiera desviado el trazo de tiza hacia la derecha según el sentido de avance.

Imaginemos que desde un punto del Ecuador, lanzamos con un cañón, una granada apuntando hacia el polo norte. Para un observador situado en el exterior vería cómo el proyectil mantiene su trayectoria.

Sin embargo, para un observador situado en la Tierra vería cómo el obús se desvía hacia la derecha en el sentido del lanzamiento. El motivo es que los puntos de la superficie de la Tierra no se mueven todos con igual velocidad, siendo mayor la velocidad en el ecuador y nula en los polos. De esa forma, por el principio de inercia el obús mantiene su velocidad inicial, incluida su componente de arrastre debido a la velocidad de giro en el ecuador. Al ir moviéndose hacia el norte, el obús pasa por encima de puntos de menor latitud y consecuentemente con menor velocidad. El efecto es una velocidad relativa entre el obús y el suelo que va incrementándose conforme alcanza latitudes mayores, es decir para un observador situado en esa latitud es como si se desviara hacia el este.

 

Todo cuerpo, incluido el aire que se mueve paralelamente al suelo se desvía hacia la derecha de su trayectoria si está en el hemisferio norte y hacia la izquierda si está en el hemisferio sur. Si además, el movimiento es hacia el este, pierde peso, elevándose; y si es hacia el oeste, aumenta de peso, cayendo, en cualquier hemisferio (estos movimientos de ascenso y descenso son muy pequeños y prácticamente despreciables en comparación con la desviación hacia la derecha y la izquierda)

A esta fuerza ficticia o fuerza de inercia se le llama fuerza de Coriolis y es la responsable de las circulaciones ciclónicas y anticiclónicas de los vientos.

 

Fuente:Meteosal.